Płaszcz (geologia)

Odcinek Ziemi od jądra do egzosfery.

Płaszcz jest szczególnym rodzajem warstwy w obrębie ciała astronomicznego. Płaszcz w większości przypadków występuje w obiekcie stałym jako warstwa materiału otaczająca definiowalne, bardzo gęste jądro. Płaszcz, sam w sobie, może być podzielony na dwie podwarstwy i może być pokryty warstwą zwaną „skorupą ziemską”, jak to ma miejsce w przypadku planety Ziemia. We wnętrzu Ziemi płaszcz jest skalistą warstwą znajdującą się bezpośrednio pod skorupą, a powyżej zewnętrznego jądra. Płaszcz stanowi około 70 procent objętości Ziemi i przykrywa bogate w żelazo jądro Ziemi, które zajmuje około 30 procent objętości Ziemi. Chociaż płaszcz jest w przeważającej części ciałem stałym, jest on w znacznej części bardzo lepki z powodu bardzo wysokich ciśnień panujących w jego wnętrzu. Konwekcja płaszcza wyraża się na powierzchni poprzez ruchy płyt tektonicznych.

Przeszłe epizody topnienia i wulkanizmu na płytszych poziomach płaszcza wytworzyły bardzo cienką skorupę skrystalizowanych produktów topnienia w pobliżu powierzchni, na której żyjemy. Gazy wyewoluowane podczas topnienia płaszcza Ziemi mają duży wpływ na skład i zasobność ziemskiej atmosfery. Informacje o strukturze i składzie płaszcza pochodzą albo z badań geofizycznych, albo z bezpośrednich analiz geonaukowych ksenolitów pochodzących z płaszcza.

Struktura

Grubość płaszcza Ziemi wynosi około 2900 kilometrów (km) (1800 mil). Wyniki sejsmologii wskazują, że jest on podzielony na sekcje. Te warstwy (i ich głębokości) są następujące:

• górny płaszcz (33-410 km) (20 do 254 mil)
• strefa przejściowa (410-670 km)
• dolny płaszcz (670-2798 km)
• warstwa D” (2798-2998 km).

Górna część płaszcza jest zdefiniowana przez nagły wzrost prędkości sejsmicznej, który został po raz pierwszy zauważony przez Andrija Mohorovičića w 1909 roku. Granica ta jest obecnie określana jako „Moho”. Górny płaszcz i leżąca nad nim skorupa są stosunkowo sztywne i tworzą litosferę, nieregularną warstwę o maksymalnej grubości około 200 km. Poniżej litosfery górny płaszcz staje się znacznie bardziej plastyczny w swojej reologii. W niektórych regionach poniżej litosfery prędkość sejsmiczna jest obniżona; ta – tak zwana – strefa niskiej prędkości (LVZ) rozciąga się do głębokości kilkuset km. Inge Lehmann odkryła nieciągłość sejsmiczną na głębokości około 220 km; chociaż nieciągłość ta została stwierdzona w innych badaniach, nie wiadomo, czy jest ona wszechobecna. Strefa przejściowa jest obszarem o dużej złożoności; fizycznie oddziela ona górny i dolny płaszcz. Bardzo niewiele wiadomo o dolnym płaszczu, poza tym, że wydaje się on być stosunkowo jednorodny sejsmicznie. D” jest warstwą, która oddziela płaszcz od rdzenia.

Charakterystyka

Płaszcz różni się znacznie od skorupy w swoich właściwościach mechanicznych i składzie chemicznym. Rozróżnienie między skorupą a płaszczem opiera się na chemii, typach skał, reologii i właściwościach sejsmicznych. Skorupa jest w rzeczywistości produktem topnienia płaszcza. Uważa się, że częściowe topnienie materiału płaszcza powoduje oddzielanie się niezgodnych pierwiastków od skały płaszcza, przy czym mniej gęsty materiał unosi się do góry przez przestrzenie porowe, pęknięcia lub szczeliny, aby ochłodzić się i zamarznąć na powierzchni. Typowe skały płaszcza mają wyższy stosunek magnezu do żelaza, a mniejszą ilość krzemu i aluminium niż skorupa. Takie zachowanie jest również przewidywane przez eksperymenty, w których częściowo topi się skały uważane za reprezentatywne dla płaszcza Ziemi.

Mapowanie wnętrza Ziemi za pomocą fal trzęsienia ziemi.

Skała płaszczowa płytsza niż około 400 km głębokości składa się głównie z oliwinu, piroksenów, spinelu i granatu; uważa się, że typowe typy skał to perydotyt, dunit (perydotyt bogaty w oliwin) i eklogit. Pomiędzy około 400 km a 650 km głębokości, oliwin nie jest stabilny i jest zastępowany przez wysokociśnieniowe polimorfy o mniej więcej takim samym składzie: jeden polimorf to wadsleyit (zwany też typem beta-spinel), a drugi to ringwoodyt (minerał o strukturze gamma-spinel). Poniżej około 650 km, wszystkie minerały górnego płaszcza zaczynają być niestabilne. Najobficiej występujące minerały mają strukturę (ale nie skład) taką jak minerał perowskit, a następnie ferroperiklaz z tlenku magnezu i żelaza. Zmiany w mineralogii na wysokości około 400 i 650 km dają charakterystyczne sygnatury w zapisach sejsmicznych wnętrza Ziemi i podobnie jak moho, są łatwo wykrywane za pomocą fal sejsmicznych. These changes in mineralogy may influence mantle convection, as they result in density changes and they may absorb or release latent heat as well as depress or elevate the depth of the polymorphic phase transitions for regions of different temperatures. The changes in mineralogy with depth have been investigated by laboratory experiments that duplicate high mantle pressures, such as those using the diamond anvil.

Why is the inner core solid, the outer core liquid, and the mantle solid/plastic? The answer depends both on the relative melting points of the different layers (nickel-iron core, silicate crust and mantle) and on the increase in temperature and pressure as one moves deeper into the Earth. At the surface both nickel-iron alloys and silicates are sufficiently cool to be solid. In the upper mantle, the silicates are generally solid (localized regions with small amounts of melt exist); however, as the upper mantle is both hot and under relatively little pressure, the rock in the upper mantle has a relatively low viscosity. Z kolei dolny płaszcz znajduje się pod ogromnym ciśnieniem i dlatego ma większą lepkość niż górny płaszcz. Metaliczne, niklowo-żelazowe jądro zewnętrzne jest płynne pomimo ogromnego ciśnienia, ponieważ jego temperatura topnienia jest niższa niż krzemianów płaszcza. Rdzeń wewnętrzny jest stały ze względu na ogromne ciśnienie panujące w centrum planety.

Temperatura

W płaszczu temperatury wahają się od 500 °C do 900 °C (932 °F-1,652 °F) na górnej granicy ze skorupą do ponad 4000 °C (7200 °F) na granicy z jądrem. Chociaż te wyższe temperatury znacznie przekraczają temperatury topnienia skał płaszcza na powierzchni (około 1200 °C dla reprezentatywnego perydotytu), płaszcz jest prawie wyłącznie ciałem stałym. Ogromne ciśnienie litostatyczne wywierane na płaszcz zapobiega topnieniu, ponieważ temperatura, w której rozpoczyna się topnienie (solidus) rośnie wraz z ciśnieniem.

Ruchy

Dzięki różnicy temperatur między powierzchnią Ziemi a zewnętrznym jądrem oraz zdolności skał krystalicznych przy wysokim ciśnieniu i temperaturze do ulegania powolnej, pełzającej, lepkiej deformacji w ciągu milionów lat, w płaszczu zachodzi konwekcyjna cyrkulacja materiału. Gorący materiał wznosi się jako diapir plutoniczny (przypominający nieco lampę lawową), być może od granicy z jądrem zewnętrznym (patrz pióropusz płaszcza), podczas gdy chłodniejszy (i cięższy) materiał opada w dół. Dzieje się to często w formie wielkoskalowych obniżeń litosfery na granicach płyt, zwanych strefami subdukcji. Podczas wznoszenia się materiał płaszcza ochładza się zarówno adiabatycznie, jak i przez przewodzenie do otaczającego go chłodniejszego płaszcza. Temperatura materiału spada wraz z obniżeniem ciśnienia związanym ze wznoszeniem się, a jego ciepło rozprowadza się w większej objętości. Ponieważ temperatura, w której rozpoczyna się topnienie, obniża się szybciej z wysokością niż w przypadku wznoszącego się gorącego pióropusza, częściowe topnienie może zachodzić tuż pod litosferą, powodując wulkanizm i plutonizm.

Konwekcja płaszcza Ziemi jest procesem chaotycznym (w sensie dynamiki płynów), który uważa się za integralną część ruchu płyt. Ruch płyt nie powinien być mylony ze starszym terminem dryf kontynentalny, który odnosi się wyłącznie do ruchu elementów skorupy kontynentów. Ruchy litosfery i leżącego u jej podłoża płaszcza są sprzężone, ponieważ zstępująca litosfera jest niezbędnym elementem konwekcji w płaszczu. Obserwowany dryf kontynentów jest skomplikowaną relacją pomiędzy siłami powodującymi zapadanie się litosfery oceanicznej a ruchami w płaszczu Ziemi.

Ale istnieje tendencja do większej lepkości na większej głębokości, relacja ta jest daleka od liniowej i wykazuje warstwy o dramatycznie zmniejszonej lepkości, w szczególności w górnym płaszczu i na granicy z jądrem. Płaszcz znajdujący się w odległości około 200 km od granicy rdzenia i płaszcza wydaje się mieć wyraźnie inne właściwości sejsmiczne niż płaszcz znajdujący się na nieco mniejszych głębokościach; ten niezwykły region płaszcza tuż nad rdzeniem nazywany jest D″ („D double-prime” lub „D prime prime”), nomenklatura wprowadzona ponad 50 lat temu przez geofizyka Keitha Bullena. D″ może składać się z materiału pochodzącego z subdukowanych płyt, które opadły i zatrzymały się na granicy rdzeń- płaszcz i/lub z nowego polimorfu mineralnego odkrytego w perowskicie zwanego post-perowskitem.

Dzięki stosunkowo niskiej lepkości w górnym płaszczu można by wnioskować, że poniżej głębokości około 300 km nie powinno być trzęsień ziemi. Jednak w strefach subdukcji gradient geotermiczny może zostać obniżony, gdzie chłodny materiał z powierzchni opada w dół, zwiększając wytrzymałość otaczającego go płaszcza i umożliwiając występowanie trzęsień ziemi na głębokości 400 km i 670 km.

Ciśnienie na dnie płaszcza wynosi ~136 GPa (1,4 mln atm). Ciśnienie rośnie wraz z głębokością płaszcza, ponieważ materiał znajdujący się pod nim musi utrzymać ciężar całego materiału znajdującego się nad nim. Uważa się jednak, że cały płaszcz w długich okresach czasu odkształca się jak płyn, przy czym trwałe odkształcenia plastyczne są kompensowane przez ruch defektów punktowych, liniowych i/lub planarnych w kryształach ciała stałego tworzących płaszcz. Szacunkowa lepkość górnego płaszcza waha się od 1019 do 1024 Pa-s, w zależności od głębokości, temperatury, składu, stanu naprężeń i wielu innych czynników. Tak więc górny płaszcz może płynąć bardzo powoli. Jednakże, gdy do górnego płaszcza przyłożone są duże siły, może on stać się słabszy, a efekt ten jest uważany za istotny w tworzeniu się granic płyt tektonicznych.

Eksploracja

Eksploracja płaszcza jest zazwyczaj prowadzona na dnie morza, a nie na lądzie, ze względu na względną cienkość skorupy oceanicznej w porównaniu do znacznie grubszej skorupy kontynentalnej.

Pierwsza próba eksploracji płaszcza, znana jako Projekt Mohole, została porzucona w 1966 roku po powtarzających się niepowodzeniach i przekroczeniu kosztów. W 2005 r. trzeci najgłębszy oceaniczny otwór wiertniczy osiągnął głębokość 1416 metrów (4644 stóp) pod dnem morskim z oceanicznego statku wiertniczego JOIDES Resolution.

5 marca 2007 r. zespół naukowców na pokładzie statku RRS James Cook wyruszył w podróż do obszaru dna Atlantyku, gdzie płaszcz leży odsłonięty bez pokrycia skorupy, w połowie drogi między Wyspami Zielonego Przylądka a Morzem Karaibskim. Odsłonięte miejsce leży około trzy kilometry pod powierzchnią oceanu i obejmuje tysiące kilometrów kwadratowych.

Względnie trudna próba pobrania próbek z płaszcza Ziemi została zaplanowana na późniejszy okres 2007 roku. W ramach misji Chikyu Hakken, miał zostać użyty japoński statek „Chikyu” do wykonania odwiertu do głębokości 7000 m (23 000 stóp) pod dnem morskim. Jest to prawie trzykrotnie większa głębokość niż poprzednie odwierty oceaniczne.

Przeanalizowano niedawno nowatorską metodę badania górnych setek kilometrów Ziemi, składającą się z małej, gęstej, generującej ciepło sondy, która topi się w skorupie i płaszczu, podczas gdy jej pozycja i postępy są śledzone przez sygnały akustyczne generowane w skałach. Sonda składa się z zewnętrznej kuli wolframu o średnicy ~ 1 m, wewnątrz której znajduje się radioaktywne źródło ciepła 60Co. Obliczono, że taka sonda osiągnie oceaniczne Moho w czasie krótszym niż 6 miesięcy i osiągnie minimalne głębokości znacznie przekraczające 100 km w ciągu kilku dekad zarówno pod litosferą oceaniczną, jak i kontynentalną.

Zobacz także

• Skorupa (geologia)
• Ziemia
• Tektonika płytowa
• Wulkany

Notatki

• Burns, Roger George. 1993. Mineralogical Applications of Crystal Field Theory. Cambridge, Wielka Brytania: Cambridge University Press. ISBN 0521430771.
• Coltorti, M., and M. Gregoire. 2008. Metasomatism in Oceanic & Continental Lithospheric Mantle. London, UK: Geological Society Pub House. ISBN 1862392420

• Condie, Kent C. 2001. Mantle Plumes i ich zapis w historii Ziemi. Cambridge, UK: Cambridge University Press. ISBN 0521014727

• Condie, Kent C. 2005. Earth As an Evolving Planetary System (Ziemia jako ewoluujący układ planetarny). Amsterdam: Elsevier Academic Press. ISBN 978-0120883929
• Ojovan, M.I., and F.G.F. Gibb. „Exploring the Earth’s Crust and Mantle Using Self-Descending, Radiation-Heated, Probes and Acoustic Emission Monitoring.” Rozdział 7, w Arnold P. Lattefer, 2008. Badania nad odpadami jądrowymi: Sitting, Technology and Treatment. New York, NY: Nova Science Publishers. ISBN 9781604561845.
• Van der Pluijm, Ben A., and Stephen Marshak. 2004. Earth Structure: An Introduction to Structural Geology and Tectonics, 2nd ed. New York: W.W. Norton. ISBN 039392467X

• Vogt, Gregory. 2007. Earth’s Core and Mantle: Heavy Metal, Moving Rock. Minneapolis, MN: Twenty-First Century Books. ISBN 978-0761328377

All links retrieved August 10, 2018.

• Don L. Anderson, Theory of the Earth, Blackwell (1989). (A textbook dealing with the Earth’s interior now available on the web.)
• Project Mohole.